12－16 津波地震 Tsunami earthquakes

藤井 雄士郎（建築研究所 国際地震工学センター）

Yushiro Fujii (International Institute of Seismology and

Earthquake Engineering, Building Research Institute)

1. はじめに

「津波地震」は，地震動から予測されるより異常に大きな津波を引き起こす地震と定義されてい

る7)．地震規模（モーメントマグニチュード：Mw）に比べて津波が異常に大きくなくても，短周

期の地震波で決めたマグニチュード（表面波マグニチュード：Msなど）に比べて津波が比較的に

大きい地震であることが多い．ここでは，最近100年余りの期間に環太平洋（スマトラとジャワを

含む）で発生した津波地震（第1図）について，マグニチュード，地震波解析から推定された震源

継続時間と破壊伝播速度，津波波形のフォワードモデリングもしくはインバージョン解析から求

めたすべり分布などの特徴についてレビューする．津波地震は，Msを横軸，津波マグニチュード

（M t）を縦軸にとった時，Mt = Ms + 0.5の直線より大きく上に外れた領域にプロットされる1), 13)．

第1図に示した通り，いずれの津波地震もMsに対してMtがプラス0.5以上大きい．中でも1946年ア

リューシャン地震6), 18)は，Mt 9.3がMs 7.3から大きく乖離しているが，これは地震に伴う海底地す

べりにより近地津波が異常に大きくなったためである（詳細は谷岡（2013，本会報）を参照）． 以

下，1896年明治三陸地震，1992年ニカラグア地震，2006年ジャワ地震，2010年メンタワイ地震に

ついて，それぞれまとめる．

2. 1896年明治三陸地震

Tanioka and Satake (1996) 17)は3つの検潮所（花咲，鮎川，銚子）での津波記録を用い，海溝軸付近

に幅50 km，上端の深さ0 km，傾斜角20°，すべり量5.7 mの断層を設定したとき，観測津波波形を最

も良く説明できるとした．その後，傾斜角は10°，断層のすべり量は10 mに修正され，さらにバック

ストップモデル（断層の水平変動により海溝軸の付加体が変形して津波を励起するモデル）を採用

すれば，すべり量は6 - 7 m程度とされている18)．ところで，2011年東北地方太平洋沖地震は，1896

年明治三陸地震のような津波地震タイプと869年貞観地震タイプが同時に，もしくは連動して発生し

たため地震の規模が大きくなったと考えられている5), 15)．沈み込むプレートに沿って海溝付近がす

べるのが津波地震タイプ，より深いプレート境界がすべるのが貞観地震タイプである．ただし，869

年の貞観地震の際に深いプレート境界だけでなく，2011年東北地震のように海溝軸付近も同時にす

べったかどうかは現時点では不明である15)．1896年地震の断層モデルと2011年東北地震のすべり量

分布15)を比べると，2011年の地震では1896年と同じ領域がすべったが，平均すべり量は17.2 mとな

り，1896年の地震に比べて2~3倍大きい．

3. 1992年ニカラグア地震

近代の広帯域地震計で観測された初めての津波地震である．地震波の解析によると，断層サイズ

に比べて長い約100秒の震源継続時間が推定された8), 11)．また，現地調査によると，震央距離が約100

kmと近いにも関わらず，聞き取り調査に答えた人の約半数しか地震を感じなかったことが報告され

ている11)．震度は修正メルカリスケールで最大III程度であったが，津波の遡上高は長さ約280 kmの

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海岸線沿いに2 - 6 mで分布し，最大で10 mと異常に大きかった11)．幅約40 kmの断層すべりを海溝軸

付近に仮定したときに震源域の前にある2つの検潮所で観測された津波波形を最も良く再現するた

め，この海溝軸付近のすべりが異常に大きな津波に寄与したと考えられる12)．

4. 2006年ジャワ地震

この地震の異なる帯域によるマグニチュードは，実体波マグニチュードmb（~1秒）= 6.2，Ms（~20

秒） = 7.2，Mw（~25秒）= 7.2（USGS），Mw（~150秒）= 7.7（Global CMT），Mw（300~500秒）

= 7.8（Ammon et al. (2006) 2)より）となり，長周期になるにつれて大きくなる．津波高の現地調査及

び聞き取り調査によると，住民が弱い揺れを感じた，もしくは感じなかったと答えた沿岸部でも遡

上高が5 mを超える大きな津波が来襲している19)．地震波のインバージョン解析により，Ammon et al.

(2006) 2) は震源継続時間を185秒，破壊伝播速度を1.0-1.5 km/sと推定した．同様の解析でYagi (2006)

20) は，それぞれ150秒，1.5 km/sと推定した．検潮所で観測された津波波形のインバージョンでは，

海溝軸付近に3 m程度の大きなすべりが推定された3)．その後，新たな観測波形記録（Cilacap）の追

加，海図や海底地形調査による詳細な海底地形データを用いるなどして津波波源モデルを更新した

が，やはり大きなすべりは海溝軸付近に集中していることが分かった（第2図）．

5. 2010年メンタワイ地震

インドネシアのスマトラ島パダン沖の地震空白域とされている領域で発生した地震である．この

地域では，海水面の変動を記録するサンゴの調査結果から，1797 年と 1833 年にも大地震が発生し

たことが分かっていた 10), 16)．異なる周期帯のマグニチュードを見ると，mb（~1 秒）= 6.5，Ms（~20

秒）= 7.3，Mw（~150 秒）= 7.8（Global CMT），Mw（~1000 秒）= 7.8（USGS の W-phase 解）とな

り，上記の 2006 年ジャワ地震と同様の特徴を示す．現地調査によると，津波は沿岸部の 8 ヶ所で

2.5 - 9.3 m（ほとんどの場所で 4 - 7 m）と高かった 14)．また，震源域近傍にあった津波計や周辺の

検潮記録を用いた津波波形インバージョンにより，海溝軸付近のプレート境界の浅い領域に 3 - 6 m

の大きなすべりが求まった 14)．これらの浅いすべり領域は，2007 年南スマトラ（ベンクル）地震の

深いすべり領域 4)と相補的な関係にあり，2007 年の地震ではすべらなかった領域が 2010 年の地震

ですべったと考えられる．

6. まとめ

以上，津波地震についてその特徴をまとめると，マグニチュードが長周期になるにつれて大きく

なること，海溝軸付近ですべりが大きいこと，震源継続時間が通常の同規模の地震よりも長い（破

壊伝播速度が遅い）ことなどの共通性がある．第 3 図に Satake and Tanioka (1999) 13)が 1896 年明治

三陸地震，1946 年アリューシャン地震，1992 年ニカラグア地震，1996 年ペルー地震のすべり領域

についてまとめた図と同様の模式図を 2006 年ジャワ地震と 2010 年メンタワイ地震について示す．

海溝軸付近にすべりがある場合，同じ地震モーメントをもつ典型的なプレート境界地震に比べ，剛

性率が小さい分すべり量が大きくなり，海底地形変動が大きくなる，すなわち津波が大きくなると

考えられる 13)．

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参考文献

1) Abe, K. (1979), Size of great earthquakes of 1837-1974 inferred from tsunami data, J. Geophys. Res., 84(NB4),

1561-1568.

2) Ammon, C. J., et al. (2006), The 17 July 2006 Java tsunami earthquake, Geophys. Res. Lett., 33(24).

3) Fujii, Y., and K. Satake (2006), Source of the July 2006 West Java tsunami estimated from tide gauge records,

Geophys. Res. Lett., 33, L24317, doi:24310.21029/22006GL028049.

4) Fujii, Y., and K. Satake (2008), Tsunami waveform inversion of the 2007 Bengkulu, southern Sumatra,

earthquake, Earth Planets and Space, 60(9), 993-998.

5) Fujii, Y., et al. (2011), Tsunami source of the 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake, Earth Planets and

Space, 63(7), 815-820.

6) Johnson, J. M., and K. Satake (1997), Estimation of seismic moment and slip distribution of the April 1, 1946,

Aleutian tsunami earthquake, J. Geophys. Res., 102(B6), 11765-11774.

7) Kanamori, H. (1972), Mechanism of tsunami earthquakes, Phys. Earth Planet. Inter., 6(5), 346-359.

8) Kanamori, H., and M. Kikuchi (1993), The 1992 Nicaragua Earthquake - A Slow Tsunami Earthquake

Associated with Subducted Sediments, Nature, 361(6414), 714-716.

9) Mueller, R. D., et al. (2008), Age, spreading rates, and spreading asymmetry of the world's ocean crust,

Geochemistry Geophysics Geosystems, 9.

10) Natawidjaja, D. H., et al. (2006), Source parameters of the great Sumatran megathrust earthquakes of 1797 and

1833 inferred from coral microatolls, J. Geophys. Res., 111(B6), B06403, doi:06410.01029/02005JB004025.

11) Satake, K., et al. (1993), Tsunami field survey of the 1992 Nicaragua earthquake, Eos Trans. AGU, 73(13), 145,

156-157, doi:110.1029/1093EO00271.

12) Satake, K. (1994), Mechanism of the 1992 Nicaragua Tsunami Earthquake, Geophys. Res. Lett., 21(23),

2519-2522.

13) Satake, K., and Y. Tanioka (1999), Sources of tsunami and tsunamigenic earthquakes in subduction zones, Pure

Appl. Geophys., 154(3-4), 467-483.

14) Satake, K., et al. (2012), Tsunami Source of the 2010 Mentawai, Indonesia Earthquake Inferred from Tsunami

Field Survey and Waveform Modeling, Pure Appl. Geophys., DOI 10.1007/s00024-00012-00536-y.

15) Satake, K., et al. (2013), Time and Space Distribution of Coseismic Slip of the 2011 Tohoku Earthquake as

Inferred from Tsunami Waveform Data, Bull. Seismol. Soc. Amer., in print.

16) Sieh, K., et al. (2008), Earthquake Supercycles Inferred from Sea-Level Changes Recorded in the Corals of

West Sumatra, Science, 322(5908), 1674-1678.

17) Tanioka, Y., and K. Satake (1996), Fault parameters of the 1896 Sanriku tsunami earthquake estimated from

tsunami numerical modeling, Geophys. Res. Lett., 23(13), 1549-1552.

18) Tanioka, Y., and T. Seno (2001), Sediment effect on tsunami generation of the 1896 Sanriku tsunami

earthquake, Geophys. Res. Lett., 28(17), 3389-3392.

19) Tsuji, Y., et al. (2006), Field survey of the tsunami inundated heights due to the Java Tsunami

(2006/07/17) along the coast on the Indian Ocean in Java Island,

http://www.eri.u-tokyo.ac.jp/tsunami/javasurvey/index_e.htm.

20) Yagi, Y. (2006), http://www.geo.tsukuba.ac.jp/press_HP/yagi/EQ/20060717Jawa/.

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第 1 図．環太平洋（スマトラとジャワを含む）における津波地震の分布．プレート年代は Mueller et al. (2008) 9) による．

Figure 1. Distribution of tsunami earthquakes around the Pacific Ocean including Sumatra and Java islands. Age of oceanic crust on background is from Mueller et al. (2008) 9).

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第 2 図．2006 年ジャワ地震の津波波形インバージョンの結果．左：すべり量分布．各小断層の大き

さは 50 km×50 kmである．青星は本震の震央，赤丸は本震後約 1 日間に発生した余震（USGSより）を示す．右：観測津波波形（黒線）と理論波形（赤線）の比較．実線はインバージ

ョンに使用した区間を示す． Figure 2. Result of tsunami waveform inversion for the 2006 West Java earthquake. Left: Slip distribution on

the fault. Size of each subfault is 50 km × 50 km. Blue star indicates the mainshock. Red circles show the epicenters of aftershocks occurring one day after the mainshock, which are located by USGS. Right: Comparison of observed (black lines) and synthetic (red lines) tsunami waveforms computed from the estimated slip distribution. Waveforms shown by solid curves are used for the inversion.

第 3 図．津波地震の断層モデル．左：2006 年ジャワ地震（本会報）．右：2010 年メンタワイ地震（Satake et al. (2012)14)より）．黒丸は本震，白丸は余震，灰色で塗った領域は海溝を示す．

Figure 3. Fault models for the tsunami earthquakes. Left: The 2006 West Java (this report), Right: and 2010 Mentawai (Satake et al., 201214)) earthquakes. The main shock and aftershock epicenters are shown by black circle and white circles, respectively. Hatched area in gray indicates the trench.

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